CAPÍTULO 3: METODOLOGIA
3.2. Modelação das áreas de iniciação de deslizamentos superficiais com base num
num método determinístico (método do Talude Infinito)
De acordo com Chowdhury et al. (2010), existem duas classes de métodos convencionais de equilíbrio limite, que se distinguem pela forma das potenciais superfícies de rutura: (i) métodos que consideram que a superfície de deslizamento é assumidamente plana; e (ii) métodos que consideram que a superfície de deslizamento pode ser curva ou compósita.
No tipo de deslizamentos em estudo, com componente translacional superficial, a modelação determinística da suscetibilidade à rutura geralmente baseia-se na aplicação do método do Talude Infinito (TI). Neste método de equilíbrio limite assume- se que o plano de ruptura, que se localiza a uma profundidade pequena e constante, é paralelo à superfície topográfica e o comprimento da vertente é infinito, sendo que os efeitos laterais e terminais na área deslizada são ignorados (Zêzere, 2005). Este método permite avaliar a estabilidade do conjunto da vertente e calcular o Factor de Segurança (FS) para diferentes condições. Tal como foi referido no capítulo 2, o FS traduz-se na razão entre a resistência ao corte disponível e a resistência ao corte necessária para manter a vertente em equilíbrio. A aplicação deste modelo é, assim, adequada no caso dos deslizamentos superficiais, uma vez que é expectável que a rutura ocorra ao longo de superfícies de descontinuidade, onde o solo superficial, com pouca coesão, contacta com o substrato rochoso de maior resistência.
Nas formulações mais frequentes do método do TI, o fluxo de água subterrâneo/nível freático é paralelo à superfície topográfica e a máxima profundidade é equivalente à espessura máxima do solo saturado (Pimenta, 2011). Neste sentido, a integração de um modelo hidrológico em condições estáticas permite relacionar a razão entre a espessura do solo saturado e a espessura do solo potencialmente instável. O FS para cada unidade de terreno (célula) é então calculado com base no método do TI, o qual incorpora um modelo de espessura do solo e um modelo hidrológico para a área de estudo, de acordo com a equação 3.9 (Sharma, 2002):
CAPÍTULO 3: METODOLOGIA 97 FS = 𝑐 ′+ℎ 𝑐𝑜𝑠2 𝛽[(1−𝑚)𝛾 𝑚+𝑚𝛾𝑠𝑢𝑏] 𝑡𝑎𝑛𝜑′ ℎ 𝑠𝑖𝑛 𝛽 𝑐𝑜𝑠 𝛽[(1−𝑚)𝛾𝑚+𝑚𝛾𝑠𝑎𝑡] (3.9)
Onde 𝑐′é a coesão efetiva (kPa); ℎ é a espessura do solo potencialmente instável; 𝛽 é o declive da unidade de terreno; 𝑚 corresponde à componente hidrológica do modelo e define-se como a razão entre a espessura do solo saturado e a espessura do solo potencialmente instável; 𝜑′ é o ângulo de atrito interno (°); 𝛾𝑚 é o peso específico natural do solo (kN m-3); 𝛾
𝑠𝑎𝑡 é o peso específico do solo saturado (kN m-3); e 𝛾𝑠𝑢𝑏 é o peso específico submerso do solo (kN m-3).
Os valores do FS podem ser interpretados de duas formas (Oliveira et al., 2017): numa abordagem mais conservadora, é assumido que todas as unidades de terreno com FS≤1 são instáveis. Numa interpretação mais ampla, os resultados do FS são comparados com os resultados obtidos através da utilização da abordagem estatística. Por outras palavras, cada unidade de terreno que compõe a área de estudo pode ser hierarquizada de acordo com os valores do FS, onde o menor valor indica a suscetibilidade mais elevada à ocorrência de deslizamentos superficiais. O desenvolvimento do modelo do TI foi apoiado nos seguintes parâmetros: (i) variáveis topográficas (declive e área de contribuição), (ii) espessura do solo, (iii) parâmetros hidrológicos (condutividade hidráulica, transmissividade do solo e limiar crítico de precipitação diária), (iv) parâmetros geotécnicos (pesos específicos do solo – natural, saturado e submerso –, coesão e ângulo de atrito interno).
O módulo hidrológico adotado no presente estudo, o qual se baseia no modelo TOPOG desenvolvido por O’Loughlin (1986), corresponde à componente hidrológica presente no modelo SHALSTAB (A shallow landslide slope stability model) (Dietrich e Montgomery, 1998). Importa referir que o modelo SHALSTAB faz a integração do referido módulo hidrológico, em condições estáticas, com o modelo do talude infinito, contudo, não permite a introdução de mapas com a variação espacial dos valores de coesão e de ângulo de atrito interno. Por este mesmo motivo, optou-se por apenas utilizar a componente hidrológica do modelo SHALSTAB.
MODELAÇÃO DE DESLIZAMENTOS SUPERFICIAIS E ESCOADAS DE DETRITOS COM MÉTODOS ESTATÍSTICOS E DETERMINÍSTICOS
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A componente hidrológica (designada de 𝑚 na equação 3.9), que se define como a razão entre a espessura do solo saturado e a espessura do solo potencialmente instável, é obtida através da equação 3.10 (Dietrich e Montgomery, 1998):
ℎ 𝑧
=
𝑄 𝑇 𝑎 𝑏 𝑠𝑖𝑛𝛽 (3.10)Onde ℎ/𝑧 (ou 𝑚) corresponde à razão entre a espessura do solo saturado acima da camada impermeável e a espessura total do solo potencialmente instável; 𝑄 é a precipitação efetiva (m dia-1); 𝑇 é a transmissividade do solo (m2 dia-1); 𝑎 é a área de contribuição a montante (m2); 𝑏 é a largura da célula (m); e 𝛽 é o declive (°).
A razão hidrológica 𝑄/𝑇 descreve a magnitude da precipitação, 𝑄, em relação à capacidade de transmissão de água, 𝑇. Quanto maior o valor de 𝑄 relativamente a 𝑇, maior a probabilidade do solo se tornar saturado. A razão topográfica (𝑎/(𝑏 𝑠𝑖𝑛𝛽)) descreve o efeito topográfico no escoamento superficial (Dietrich e Montgomery, 1998; Montgomery et al., 1998).
A transmissividade do solo foi estimada através da equação 3.11 (Hendriks, 2010):
𝑇 = 𝑘 · 𝑧, (3.11) Onde 𝑇 é a transmissividade do solo (m2 dia-1); 𝑘 é a condutividade hidráulica do solo saturado (m dia-1); e 𝑧 é a espessura do solo (m).
Uma vez que, para a área de estudo, não existem valores de condutividade hidráulica baseados em medições de campo, este parâmetro foi estimado com base nos valores sistematizados por Rawls et al. (1982) para diferentes tipos de solo, de acordo com as respetivas propriedades texturais. Através do mapa oficial de solos, à escala 1:25 000 (DGADR, 1999), foram extraídas as frações de argila, silte, areia e areia grosseira para os diferentes tipos de solo presentes na área de estudo.
A taxonomia do solo foi estabelecida de acordo com a classificação do Departamento de Agricultura dos Estados Unidos (US Department of Agriculture). A referida classificação procede à distinção entre tipos de solo através do triângulo de classificação textural. Às áreas urbanas e afloramentos rochosos foi atribuído o valor
CAPÍTULO 3: METODOLOGIA
99 de -1, correspondendo, assim, ao valor 0 (ausência de água) no modelo hidrológico. O valor -1 foi também atribuído aos solos Castanozemes, uma vez que a etapa pedológica típica destes solos, na área de estudo, corresponde a uma fase rochosa.
A precipitação efetiva foi estimada através da equação 3.12, proposta por Trigo et al. (2005), que define o limiar crítico de precipitação para o desencadeamento de deslizamentos na região a Norte de Lisboa.
𝐶𝑟 = 7,4𝐷 + 107, (3.12) Onde 𝐶𝑟 corresponde ao limiar crítico de precipitação (mm) associado à ocorrência de deslizamentos; e 𝐷 refere-se ao número de dias consecutivos antecedentes com precipitação.
Atendendo a que a maioria dos deslizamentos na área de estudo ocorre durante o inverno, parte-se do pressuposto que o efeito da evapotranspiração pode ser negligenciado (Oliveira et al., 2017). Deste modo, o valor de precipitação efetiva é assumido como sendo igual ao valor de precipitação total, nomeadamente para períodos de chuva relativamente curtos. Através da equação 3.12 obtém-se um limiar crítico de precipitação, para a ocorrência de deslizamentos, de 114,4 mm. A precipitação concentrada em apenas um dia constitui um cenário passível de desencadear deslizamentos superficiais, tais como aqueles que ocorreram na região de Lisboa em 1967 e 1983 (Zêzere et al., 2005, 2015).